Тема 9. Эволюция земной коры и верхней мантии

1. Изменение осадкообразования в связи с эволюцией жизни. Следы былых биосфер в осадочных породах

2. Возникновение и эволюция почвенного покрова

3. Биогеохимические и энергетические закономерности функционирования экосистем

1. Изменение осадкообразования в связи с эволюцией жизни

Земля состоит из тонкой коры, мощной мантии и центрального ядра (из металлического железа с никелем). Под земной корой понимается верхний слой твердого тела Земли, расположенный выше сейсмической границы Мохоровичича. Кора имеет диссиметричное строение, мощность ее повышена в области континентов и понижена в районе океанов. Континентальная кора характеризуется средней мощностью 35 км. Р. Дейли на основании геологических и петрографических данных выделил верхний слой, богатый гранитными породами, и нижний, который служит источником базальтовой магмы. На дне океанов, за исключением краевых частей, гранитный слой отсутствует и земная кора состоит только из базальтового слоя. Мощность океанической коры составляет 5 - 7 км.

Радиоактивный разогрев мантии, тектонические разрывы земной коры, вулканизм вызывали излияние базальтовых лав, переплавление осадочных пород, образование гранитов и гнейсов, выход на поверхность ювенильных паров и масс воды, газов, растворов. Образование гор, вулканизм, остывание лав, движение водных и воздушных масс, физико-химическое выветривание и растворение минералов магматических пород под воздействием углекислоты были первыми процессами образования осадочных пород.

Продолжительность стерильного периода в истории Земли оценивается временем, равным 1 - 2 млрд лет. Это был период первоначального абиотического образования механических и химических осадочных пород, толщ вулканических песков, известняков, кварцитов, кремниевых отложений сланцев. Мысль об эволюции биогенного осадкообразования была высказана в 1893 г. И.Вальтером. Но его идея практически не использовалась геологами.

В 1908 г. в труде В.И.Вернадского «Опыт описательной минералогии» содержались краткие указания на минералы, образовавшиеся благодаря жизнедеятельности организмов. Биосфера, по Вернадскому, - это «особая охваченная жизнью оболочка Земли». Ученый писал, что в биосфере «мы не можем различать два типа вещества - косное и живое», а должны рассматривать их как единое взаимосвязанное целое. На этой основе он показал огромную геологическую роль живого вещества: «На земной поверхности нет химической силы, более постоянно действующей; а потому и более могущественной по своим конечным целям, чем живые организмы, взятые в целом»; «все бытие земной коры, по крайней мере 90 % по весу массы ее вещества, в своих существенных с геохимической точки зрения чертах обусловлено жизнью».

Советскими биологами в 20 - 30-е гг. XX в. даже после работ В.И.Вернадского идея о роли жизни в геохимических и геологических процессах оценивалась скорее скептически. Это было время увлечения физико-химическими концепциями литогенеза. За период 20 -60-х гг. приводились все новые и новые доказательства роли организмов и продуктов их жизнедеятельности в процессах осадконакопления, породообразования и их эволюции.

Важнейшим событием в разработке проблемы воздействия эволюции органического мира на геологические процессы стала V сессия Всесоюзного палеонтологического общества, состоявшаяся в 1959 г. На ней в многочисленных докладах была рассмотрена роль живого вещества в формировании земной коры в целом, в образовании карбонатных пород, каустобиолитов, железных и марганцевых руд, фосфоритов, бокситов, аллитов, в подготовке исходного вещества для образования глинистых пород.

Н. М.Страхов, обобщая факты советской и зарубежной науки, создал первую общую теорию литогенеза и эволюции литогенных процессов. Он показал, что наиболее достоверные следы эволюции осадкообразования связаны с эволюцией организмов и ее влиянием на литогенез.

Следы былых биосфер в осадочных породах

Как правило, жизнь забирает свое необиогенное вещество. Консервация - это явление временное, ему благоприятствует захоронение, переход в компоненты литосферы. Другими словами, органическое вещество должно быть удалено из биосферы, тогда оно может сохраниться в течение миллионов лет. Наиболее общий случай захоронения - погружение бассейна аккумуляции (захоронение стволов деревьев, в океане - интенсивное осадконакопление). На суше слабо выражено осадконакопление, в океане - интенсивнее. Количество биогенного вещества, переходящего в ископаемое состояние, ничтожно по отношению к продукции живого - десятые и сотые доли процента. По В. И. Вернадскому, осадочная оболочка Земли, в самом упрощенном виде, - это стратиграфически наложенные друг на друга следы былых биосфер планеты.

Согласно современной классификации, осадочные породы разделяются следующим образом:

обломочные - глинистые - аллитные - железистые - марганцевые - фосфатные - карбонатные - кремнистые - соли - каустобиолиты (горючие ископаемые).

Наибольшими концентрациями палеобиогенного вещества характеризуются карбонатные и кремнистые породы, а также каустобиолиты.

Содержание карбонатных пород в осадочной оболочке оценивается от 10 до 18%. О роли жизни в их формировании В. И. Вернадский говорил как о «кальциевой функции» биосферы. Еще недавно ученые спорили о соотношении биогенного и хемогенного осаждения карбонатов в морских экосистемах. Детальное изучение осадков показало, что карбонаты сложены остатками водорослей, бактерий и обломков раковин. Карбонатные осадки делят на планктогенные и бентогенные. Плантогенные осадки включают фораминиферовые, кокколитовые и птероподовые, почти половину их слагает фораминиферовые. Вымершие фораминиферы - нуммулиты создали известняки, из которых построены пирамиды. Появились фораминиферы в кембрии, начиная с карбона, они приобрели важную роль в известковом осадкообразовании. Современные кокколитовые илы уступают фораминиферовым. Они сложены остатками кокколитофорид - золотистых жгутиковых одноклеточных водорослей, панцири которых состоят из карбонатно-кальциевых щитков, отмирая, они превращаются в порошок. Птероподовые илы формируются из раковин мелких брюхоногих моллюсков - птеропод. Современные карбонатные илы покрывают около 128 млн км² дна океана, или 36% его площади. Средняя мощность - около 400 м, скорость накопления - около 1 см в 1 000 лет. Считают, что и раньше скорость накопления не была ниже, только одни кокколитофориды могли в течение мелового периода отложить толщу в 7 км.

Бентальные карбонатные осадки образуют моллюски на шельфе и верхушках подводных гор (раковинные поля на восточной и северной окраинах Каспийского моря, северо-западе Черного моря, на Багамской отмели и др.). Кроме того, это кораллово-водорослевые рифовые осадки. Общая площадь рифов мира - 600 тыс. км². Рифы состоят из карбонатов кальция. Ископаемые рифы имели широкое распространение, в кайнозое и мезозое составляли главную массу известняков. Также в карбонатном бентальном осадконакоплении участвуют фораминиферы, мшанковые, иглокожие, остракоды и др.

Современное карбонатообразование идет и в озерах под действием процессов выпаривания и геохимической деятельности бактерий, которые создают условия для осаждения карбонатов.

Доломиты похожи на известняки, их много в докембрийских и палеозойских отложениях. В доломите содержится много MgCO₃. Доломитообразование, по мнению ряда исследователей, связано с накоплением органического вещества (в хлорофилле - около 2% магния) вне живого организма в засоленных мелководных бассейнах.

Итак, биогенные карбонатные породы образуются в результате деятельности планктонной и донной пленки жизни в экосистемах Мирового океана и внутриконтинентальных водоемов.

Площади, занятые различными типами осадков, млн км²

(А.П.Виноградов, 1989)

Тип осадков	Атлантический океан	Тихий океан	Индийский океан	Всего
Известковые илы: фораминиферовые птероподовые	40,1 1,5	51,9 -	34,4 -	126,4 1,5
Кремнистые илы: диатомовые радиоляриевые	4,1 -	14,4 6,6	12,6 0,3	31,1 6,9

Интенсивность карбонатонакопления в геологическом прошлом определялась палеогеографической обстановкой (площади распространения внутриконтинентальных морей) и содержанием в атмосфере углекислого газа, выделяющегося при вулканических процессах. В формировании карбонатных пород проявляется концентрационная функция живого вещества через построение скелета. Доломитообразование также можно считать результатом средообразующей функции живого.

Кремнистыми называют породы, состоящие в основном из минералов кремнезема: опала, халцедона, кварца (не входят песчаники и алевролиты). Отложение кремнистых осадков осуществляется в морских экосистемах, в меньшей степени - в экосистемах континентальных водоемов. Осаждение происходит в условиях резкого дефицита кремнезема в морской воде - 0,0004 %. Отлагается кремнезем диатомовыми водорослями, которые содержат 90% кремнезема, взвешенного в океане, а также радиоляриями, губками и силикофлагеллатами (кремниевые жгутиковые водоросли); в пресноводных водоемах - преимущественно диатомеями. Хемогенного осаждения нет. В экваториальном поясе сильно выражено карбонатообразование, кремнистые осадки встречаются исключительно ниже уровня карбонатной компенсации.

В океане локализация кремненакопления связана с областями развития диатомей. Диатомиты - это светлые тонкопористые породы, сложенные микроскопическими панцирями водорослей. Они пористые, легкие, мягкие. Скорость размножения диатомей очень высока, удвоение числа клеток происходит каждые 4 ч. Слой биогенного кремнезема, накапливающийся за счет диатомей, может достигать от 7,5 до 30 см за тысячу лет. Морские диатомиты известны с позднего мела и залегают в виде пластов мощностью в десятки и сотни метров (1 600 м в Калифорнии). Озерные диатомиты - более молодые (появились в эоцене), распространены на Кавказе, Дальнем Востоке, Карпатах, севере Западной Европы. Озерное кремненакопление локализовано в умеренных и высоких широтах, иногда в зоне вулканической деятельности (источник дополнительного минерального питания).

Радиоляриты сложены остатками зоопланктона. Радиолярии известны с кембрия. Породы этого типа менее распространены, но мощность их достигает 38 м (отложения палеогена о. Барбарос).

Спонголиты состоят из скелета губок. В Баренцевом море «вата» из губок образует слои 30 - 60 см. Существуют и другие кремниевые породы.

Кремнистые осадки образуются в результате концентрационной функции живого вещества. И в современную эпоху, и в геологическом прошлом (начиная с кембрия) накопление шло в морских экосистемах, первоначально за счет донной жизни, затем за счет планктонных диатомей (с конца мезозоя). Озерное кремненакопление началось в эоцене за счет пресноводных диатомей и губок. По отложенным кремнистым породам прослеживают древние сгущения жизни.

Каустобиолиты - торфы, сапропели, угли, горючие сланцы и нефть - современные осадки и горные породы, сложенные биогенным органическим веществом. В современной биосфере органика накапливается в болотах, озерах, океане. Переход торфов в палеобиогенное вещество более выражено в приморских и прибрежно-озерных торфяниках в зонах прогиба земной коры. Накопление органического вещества также идет в континентальных водоемах, в основном в виде сапропеля - скопления остатков фито- и зоопланктона, экскрементов животных. И наконец, в мелководных морских лагунах. Таким же образом накапливалось биогенное вещество в геологическом прошлом Земли. Ископаемые угли известны с девона, сложены из углефицированных растительных тканей (сейчас по ним устанавливают систематическую группу растений). Состав углей менялся: в карбоновых углях много спор, в позднекарбоновых появились стволы деревьев, в мезозое угли из спрессованных листьев или иголок, для палеогена и неогена характерны лигниты - остатки хвойной древесины. В углях мало вещества гетеротрофов - в основном грибы, есть остатки бактерий, позвоночных, членистоногих.

Горючие сланцы образовались из сапропеля озерных и морских экосистем, биогенный материал в нем сильно переработан донными организмами, идентифицировать его затруднительно.

Нефть и природный газ также состоят из органического вещества. В.И.Вернадский, опираясь на очень небольшое количество фактов, писал о газовом дыхании Земли. Даже при глубочайшей стадии метаморфизации в породах содержится остаточное количество метана, бутана, пропана, этилена. При сейсмогеологической активизации эти толщи осадочных пород могут отдавать поглощенные газы в виде струй и растворенной форме. Углеводородное дыхание вносит свою лепту в формирование нефтяных и газовых скоплений, которые накапливаются на платформах. Углеводородная газовая составляющая существует столько же, сколько существуют живое вещество и осадочные породы, из нее формируются месторождения нефти и газа. По распространенным современным представлениям, нефть образуется из битуминозных компонентов рассеянного органического вещества, которые вследствие своей подвижности легко мигрируют и при наличии соответствующей геологической обстановки образуют скопления.

Суммарные запасы каустобиолитов - n×10¹³ т, что составляет 0,36% всего органического вещества, содержащегося в осадочных оболочках. При формировании каустобиолитов проявляется концентрационная функция живого, но главным образом - энергетическая. Человеком используется при сжигании заключенная в них солнечная энергия.

Не во всех осадочных породах много биогенного вещества, бедны им фосфориты, железистые и марганцевые породы.

Итак, в образовании осадочных пород в той или иной степени участвовало живое вещество. Часть горных пород сложена остатками когда-то живших на Земле организмов (карбонатные, кремнистые, каустобиолиты, частично и фосфаты). Другие образованы продуктами метаболизма живого: железистые, марганцевые породы.

2.Возникновение и эволюция почвенного покрова

Эволюция биосферы тесно связана с эволюцией почвенного покрова суши.

Растения избирательно поглощают многие элементы, концентрируя их не в тех соотношениях, в которых они находятся в горных породах и почвах. Если в последних преобладает кремний, алюминий, железо, то в растениях значительно больше калия, кальция, фосфора и серы. Корни растений перекачивают необходимые им элементы из нижних горизонтов в верхние, куда они поступают после отмирания организмов и разложения. Так проявляется биогенная аккумуляция, поддерживается и улучшается среда существования растений.

Важнейшая особенность почв связана с работой живого вещества, преимущественно микроорганизмов, разлагающих органические остатки. Миллионы и миллиарды микроорганизмов обнаружены в каждом грамме почвы. В ходе разложения органических веществ освобождается энергия, аккумулированная при фотосинтезе, не только в тепловой, но и в «работоспособной» химической форме. Разлагая остатки животных и растений, микроорганизмы изменяют состав почвенного раствора и воздуха, обогащая последний СО₂, СН₄, NH₃ и другими газами. Почвенные растворы, насыщаясь углекислотой, органическими кислотами и другими соединениями, становятся химически высокоактивными, они разлагают минералы, выполняют большую работу по их выветриванию. Чем быстрее в почве разлагается органическое вещество, тем богаче она энергией. С повышением химической активности вод связана дифференциация вещества в почвенном профиле, его неоднородность, расчленение на горизонты. В пределах почвенной толщи 0,5 м может проявиться кислотно-щелочная и окислительно-восстановительная зональность.

Органические остатки при участии почвенных животных и микроорганизмов превращаются в специфическое органическое вещество почвы - гумус. Энергия, накопленная в почвенном гумусе суши, превышает суммарную энергию живущих на Земле организмов.

Наряду с биогенной миграцией в профиле почв идет физико-химическая миграция элементов в водных растворах. Почвенные растворы, активизированные жизнью, промывают почвы на водоразделах, выщелачивая из них наиболее подвижные элементы. Реальное распределение химических элементов в профиле определяется взаимно противоположными процессами - биогенной аккумуляцией, направленной снизу вверх, и выщелачиванием, направленным сверху вниз. В почвах склонов и низин эти процессы усложняются благодаря поступлению в них веществ с гидрохимическим стоком. Однородная и относительно однообразная материнская порода в результате почвообразования превращается в чрезвычайно неоднородное тело. Вновь появившееся разнообразие можно представить как некую информационную характеристику. Поэтому почвообразование характеризуется накоплением не только энергии, но и определенной информации.

Эволюция почвенного покрова. Первоначально в почвоведении особое внимание уделяли вопросам географии и химии почв. Биологическое направление связано с именем В.Р. Вильямса (1950), который полагал, что сущность почвообразования заключается в создании и разложении органического вещества. Накопление органических веществ в почве изменяло режимы минерального и водного питания растений, вело к смене растительных формаций. Эволюция почв шла от тундровых почв через подзолистые и болотные к все более зрелым черноземам, а затем к сухостепным и пустынным солончакам. Развитие жизни сопровождается эволюционными преобразованиями водных бассейнов, климата, рельефа. В.Р. Вильямс абсолютизировал биологические факторы, не учитывая глобальных изменений климата, рельефа, уровня грунтовых вод.

Б.Б. Полынов (1945) рассматривал стадии скального почвообразования как общую схему эволюции почв. Скалы заселяются бактериями, способными извлекать из минералов элементы, изменяя их формы миграции и накопления, образуя вторичные глинистые минералы, мелкозем. Вслед за ними появляются диатомеи и низшие грибы, позже - простейшие и лишайники, которые обладают способностью не только химически, но и механически разрушать скалы. Мхи окончательно готовят почвенную среду для заселения высшими растениями. Таким образом, низшие формы организмов обеспечивают условия существования для более высокоорганизованных растений.

Обычно средой возникновения жизни считают океан, а предшественниками живых организмов - гиперциклы - молекулы органических веществ, способные воспроизводить себя. Они гетеротрофы, но океан - очень разбавленный раствор, в современном океане содержится 28 мг/л углерода, в основном НСО₃^- и СО₃^2- В земной коре и лунном грунте углерода имеется на порядок выше - 100 - 200 мг/кг. Следовательно, в поровых растворах литосферы в период зарождения жизни концентрация органического вещества могла быть выше и гиперциклам питаться было проще. Минеральная матрица снабжала их катализаторами, например, марганцем. Такие системы с гиперциклами могли образоваться на дне океана или на суше.

Л.О. Карпачевский (1995) считает, что минеральный субстрат с органическим веществом вполне соответствует понятию «почва». Первая примитивная почва была перегнойной (аналоги дерновых почв). Период существования примитивных почв - 2 млрд лет (до расцвета высших растений). Косвенным доказательством этого является повышенное содержание углерода в древних отложениях. Были также вулканические слоистые почвы с погребенными перегнойными горизонтами. Около горячих источников образовывались перегнойно-ферралитные почвы. Развитие водорослей в кембрии захватило и океан, и сушу, они становятся автотрофными производителями органического вещества. В палеозое слой почвы был очень тонким - мощностью несколько сантиметров.

В.А. Ковда (1985) связывает историческое развитие почв с преобразованиями биологического круговорота, возникающими в результате эволюции автотрофов и их экспансии на поверхности Земли. Он опирается на палеоботанические данные об эволюции растительного покрова и факты почвенной геохимии о почвообразовательной роли отдельных групп бактерий, грибов, растений и выделяет пять этапов в эволюции почв:

• скальный почвообразовательный процесс, или первичное биогеохимическое выветривание;

• первичный почвообразовательный процесс;

• лесное и болотное тропическое почвообразование;

• возникновение луговых, черноземных почв;

• формирование современных почв.

Начало периода почвообразования связано с выходом на сушу цианобактерий и некоторых групп водорослей. В это же время начал осуществляться синтез вторичных минералов, а также формировались болотные почвы. Лишь с широким расселением растительности кустарникового и древовидного типа (псилофиты, хвощи, папоротники) возникает подлинно почвообразовательный процесс примитивного вида. С появлением археоптериксовой флоры стали формироваться кислые каолинитовые, алитные, бокситовые, гидроморфные, обогащенные железом почвы. Развитый лесной гумусово-перегнойный горизонт сложился в эпоху доминирования антрокофитовой флоры. Лесной опад давал материал для образования подстилки и гумуса, микробо- и микоценозы обеспечивали его трансформацию. В условиях доминирования голосеменных растений формировались кислые подзолистые почвы, желтоземы, красноземы, латериты, торфы. С появлением покрытосеменных, преимущественно трав, возникает дерновый почвообразовательный процесс, ведущий к образованию гумусированных черноземных и луговых почв. Так сложились все основные типы современного почвообразования: ферралитный, красноземный, желтоземный, подзолообразование, буроземный, черноземный, лугово-дерновый и др. Климатические колебания приводили к перемещению границ почвенных зон, наиболее значимые изменения произошли в голоцене, после отступления ледников. С окончанием ледникового периода связано образование современного чернозема. Эта схема эволюции почвенного покрова тоже лишь гипотеза. Трудности познания эволюции связаны с тем, что маломощные почвенные покровы прошлых эпох уничтожены денудацией. Из доплейстоценовых почв (возраст 1 млн лет) сохранились лишь локальные участки.

Современный почвенный покров частично сформирован после таяния ледников, частично унаследован от доледникового периода. В настоящее время процесс развития почв нарушен. Антропогенное влияние ускорило процесс смены подзолообразования дерновым. Различная эксплуатация земель формирует искусственный почвенный покров. Площадь искусственной биосферы составляет 30 млн км², а площадь искусственных почв (распаханных, орошаемых и др.) - 15-17 млн км².

Работы В.И.Вернадского, А.Е.Ферсмана, В.Н.Сукачева, Ф.В.Кларка, В.М.Гольдшмидта, Е.Д.Рассела, В.А.Ковды позволили увидеть, что почвенный покров совместно с живым веществом планеты является важнейшим и незаменимым компонентом ее биосферы, энергетическим звеном экологических систем, создающих биологическую продукцию, и элементом пищевых цепей, регулирующих планетарные и локальные энергетические процессы и биогеохимические циклы. Знание законов эволюции и динамики почв в экосистемах биосферы позволяет ставить и дифференцированно решать комплексные задачи интенсивного увеличения биопродукции и оптимизации биосферы в интересах человечества.

3. Биогеохимические и энергетические закономерности функционирования экосистем

Биокосные системы имеют разный порядок сложности, простые (илы, почвы, коры выветривания) входят в состав более сложных систем - экогеосистем (биогеоценозов, ландшафтов).

В экосистемах почва, кора выветривания, континентальные отложения, грунтовые и поверхностные воды, растительность, животный мир и приземной слой атмосферы тесно связаны между собой миграцией веществ и энергии. В этих биокосных системах ведущую роль играет фотосинтез, а не процесс разложения органических веществ.

Совокупность высших и низших организмов осуществляет в экосистемах биологический круговорот. Выделяют следующие основные составляющие биологического круговорота в наземных экосистемах:

— поглощение зелеными растениями из атмосферы углерода (некоторыми растениями и азота), корневыми системами из почвы азота, воды, зольных элементов с закреплением их в телах растительных организмов в виде сложных соединений (образование первичной продукции при фотосинтезе);

— газообмен и водообмен между надземными частями растений и атмосферным воздухом, между корнями и почвенным воздухом;

— прижизненные выделения надземными органами растений органических и минеральных веществ; вымывание химических элементов из живых растений дождевыми водами; выделение корневыми системами некоторых соединений и химических элементов в почву и атмосферу;

— отчуждение животными частей растений, превращение пищи в организме животных и закрепление ее в виде новых органических соединений; последующее поступление органических и минеральных веществ в почву и атмосферу с прижизненными выделениями животных и с их трупами;

— отмирание отдельных надземных и подземных частей растений при их жизни; отмирание растений целиком;

— разложение органических остатков микроорганизмами, их ресинтез в виде микробиальной массы; выделение части элементов в атмосферу и почву;

— синтез органического вещества почвы и его распад с выделением освобождающихся элементов в почву и атмосферу.

Эти же составляющие биологического круговорота характерны для водных экосистем, где осуществляется прижизненный обмен автотрофных (фото- и хемосинтезирующих) организмов с атмосферой, водными массами и донными отложениями - подводной «почвой».

Главные черты экосистем связаны с биомассой и годичной продукцией растительности. Общие запасы фитомассы и интенсивность процесса ее продуцирования изменяются в широких пределах и зависят от положения экосистемы в определенном тепловом поясе и биоклиматической области, а также особенностей рельефа. Запасы живой фитомассы составляют единицы тонн на гектар в пустынях, первые десятки тонн на гектар в степях и болотах и первые сотни тонн на гектар в лесах.

Рассмотрим функционирование двух экосистем с наиболее энергичным и слабым влиянием живого вещества.

Экосистема влажных тропических лесов характеризуется максимально энергичным биологическим круговоротом. Тепло и влага благоприятствуют многообразию жизни, только деревьев - сотни пород. Наибольшие значения биомассы на Земле - свыше 5 000 ц/га. Энергетическая функция живого в этих экосистемах имеет максимальное проявление. Содержание микроэлементов в фитомассе на порядок выше, чем в лесах умеренного пояса. Разложение остатков организмов протекает также быстро, микроорганизмы работают энергично, поэтому биологический круговорот элементов характеризуется исключительной скоростью. Следовательно, интенсивно проявляется деструктивная функция живого вещества. Вследствие бурного разложения остатков организмов почвенные воды обогащаются СО₂ и органическими кислотами, это проявление средообразующей функции живого. В результате кислого выщелачивания на различных типах горных пород: и на гранитах, и на базальтах, и на сланцах, и даже на известняках формируются сходные кислые красные почвы и коры выветривания, в которых остаточно накапливаются вторичные минералы гидроксидов железа и алюминия (деструктивная функция). В пониженных участках рельефа широко развито оглеение: резковосстановительная обстановка связана с накоплением органического вещества, усилена миграция закисных соединений железа. При выходе глеевых вод на поверхность железо окисляется и происходит его аккумуляции, образуются своеобразные породы - латериты (средообразующая функция живого вещества).

Часть подвижных элементов постоянно удерживается в биологическом круговороте влажных лесов, и все же выщелачивание (биогенной природы) столь велико, что экосистемы обеднены кальцием, выражен дефицит всех подвижных элементов, которые легко переходят в гидрохимический сток. А. И.Перельман называет лесные ландшафты центрами биосферы (наряду с поверхностными слоями океана), в них сосредоточена основная масса живого. Они играют ведущую роль в регуляции состава атмосферы. Процессы разложения органического вещества формируют состав природных вод. Сток этих вод оказывает глубокое влияние на процессы, происходящие в морях и океане.

Биомасса в пустынях в десятки и сотни раз ниже, чем во влажных тропиках; количество видов растений и животных также много меньше. Органические остатки почти полностью минерализуются до минеральных соединений, поэтому восстановителей в почвах и водах мало. Господствует окислительная среда, элементы Fe, Mn, S, V, U находятся в наивысшей степени окисления. Угольная и органические кислоты, образующиеся при разложении органики, полностью нейтрализуются кальцием, натрием и другими катионами почв и пород, поэтому здесь господствует нейтральная и щелочная среда. Кислая среда встречается лишь в зонах окисления сульфидных и серных руд. В природных водах содержится мало органических кислот, отсюда слаба миграция металлов. Воды бедны свободной энергией и неагрессивны. Они не растворяют, не разлагают, поэтому их воздействие на почвы и породы невелико. Но при близком залегании грунтовых вод развивается засоление почв. В условиях слабого выщелачивания огромное значение приобретает химизм пород, который определяет особые почвенно-геохимический и биогеохимический фоны. Таким образом, низкая активность жизни и слабое преобразование неорганических компонентов определяют облик и структуру экосистем пустынь.